8 років тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

Какими же причинами обусловливается климат и его особен­ности в разных местах земного шара?
Первопричиной всех процессов, из которых складывается климат, является солнце. В самых основных, грубых чертах климатические различия связаны с положением земли относи­тельно солнца в различные времена года, с продолжительностью дня и углом падения солнечных лучей, иначе говоря, с геогра­фической широтой места. Но эти основные различия в очень большой мере видоизменяются благодаря неравномерному рас­пределению солнечной энергии на земной поверхности, которая не однородна, а состоит из воды и суши, имеет различный рельеф, различную почву, различный ландшафт.

СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ
Чтобы упростить рассмотрение всех этих влияний, предпо­ложим сначала, что земная поверхность вполне однородна и притом лишена атмосферы. В этом случае все климатические различия зависели бы только от географической широты.
На экваторе, независимо от сезонов, день равен ночи. Полюсы одну половину года погружены во мрак, а другую — там непре­рывный день; на промежуточных же широтах день и ночь имеют промежуточную продолжительность. Кроме продолжительности дня, количество солнечного тепла, получаемое каждой точкой земной поверхности, существенно зависит от угла падения солнечных лучей, т. е. от высоты солнца. Наибольшую высоту солнца над горизонтом для каждого места в моменты равноденствий и солнцестояний нетрудно определить из простых геометрических соображений. Табл. 1 показывает полуденную высоту солнца для экватора, тропика, полярного круга и полюса (ограничиваемся северным полушарием) в моменты солнцестоя­ний и равноденствий.

T_1
Промежуточные широты имеют в полдень и промежуточные высоты солнца. Например, для Ленинграда, широта которого равна 59°57′, полуденная высота солнца в день летнего солн­цестояния будет 53°33′, в день зимнего 6°33′. Для Батуми (широта 41°30′) полуденная высота солнца в день летнего солнцестояния 72°, в день зимнего 25°. Таким образом, в Батуми в самый длинный день, как и в самый короткий, солнце стоит в полдень выше, чем в Ленинграде, почти на 18,5°. Но про­должительность летнего дня в Ленинграде гораздо больше, чем в Батуми. Под тропиками высота солнца даже в самый короткий день не бывает меньше 43°, а в самый длинный — солнце в полдень стоит в зените, но этот день там продолжается всего 13,5 часов. Поэтому летом противоположность между высокими и низкими широтами до известной степени сглажи­вается, зимой же, наоборот, усиливается, так как чем дальше к полюсам, тем и день становится короче, и высота солнца меньше (рис. 1 и 2).

Летнее солнцестояние; Осеннее равноденствие

Летнее солнцестояние; Осеннее равноденствие

Приводим данные продолжительности самого короткого и самого длинного дня:

Sh_1
При сравнении этих данных возникает вопрос: почему же в северном полушарии на полюсе и, вообще, в высоких широтах продолжительность периода, когда солнце не заходит, длиннее полугода (186 дней), а период, когда солнце не восхо­дит, короче полугода (179 дней)? Это зависит от того, что в северном полушарии летнее солнцестояние приходится на то время, когда земля находится дальше всего от солнца (в афелии), а зимой — на то время, когда земля ближе к солнцу (в пери­гелии); поэтому, согласно законам механики, летом движение земли замедляется, а зимой ускоряется, и лето оказывается продолжительнее зимы. Таким образом, лето северного полу­шария несколько длиннее, чем лето южного полушария. Но так как во время северного лета земля получает меньше сол­нечного тепла в силу большего удаления от солнца, то в резуль­тате общее количество тепла, получаемое обоими полушариями, оказывается приблизительно одинаковым.
На экваторе, при продолжительности дня 12 часов круглый год, солнце бывает в зените два раза в год, во время обоих равноденствий, а во время солнцестояний высота солнца состав­ляет 66,5°. На всех широтах от экватора до тропиков солнце бывает в зените два раза в год, но оба эти дня наивысшего стояния солнца по мере воз­растания широты все сбли­жаются между собой, пере­ходя от равноденствия ближе к солнцестоянию, и на самом тропике окончательно слива­ются в один день, совпадаю­щий с днем солнцестояния. Еще дальше к северу солнце никогда не бывает в зените, и наибольшая полуденная вы­сота солнца все убывает, а продолжительность наиболее длинного дня, наоборот, воз­растает. За полярным кругом начинаются уже дни с не заходящим и невосходящим солнцем, причем по мере при­ближения к полюсу таких дней становится все больше, и на самом полюсе число тех и других примерно сравнивает­ся. В день осеннего равно­денствия солнце скрывается под горизонтом, чтобы вновь появиться лишь в день весен­него равноденствия. С этого дня на полюсе солнце, раз взойдя, уже не заходит, а движется по небесному своду по спиральному пути, с каж­дым днем поднимаясь все выше. В день летнего солнце­стояния его наибольшая вы­сота достигает 23,5° и затем оно с каждым днем все опускается, до полного захода под горизонт в день осеннего равноденствия (рис. 3).

Суточный ход солнца на небесном своде в различных широтах

Суточный ход солнца на небесном своде в различных широтах

Какие же количества солнечного тепла получат различные зоны земного шара при этих условиях?
Как мы уже упоминали, количество тепла, получаемое зем­ной поверхностью от солнца, зависит от угла падения солнеч­ных лучей. Если солнце стоит в зените, его лучи падают на земную поверхность отвесно. При уменьшении высоты солнца его лучи падают уже под углом, меньшим прямого, и количество радиации, приходящееся на ту же единицу поверхности становится меньше, так как одно и то же количество лучистой энергии приходится на большую площадь. Это легко видеть из рис. 4.

Зависимость напряжения радиации от угла падения лучей

Зависимость напряжения радиации от угла падения лучей

Путем многочисленных наблюдений, произведенных в раз­личных местах земного шара, установлено, что на границе атмосферы площадь земной поверхности в 1 см2, перпендику­лярная к направлению солнечных лучей, получает от солнца в 1 минуту количество тепла, равное в среднем 1,88 мал. калорий. Говорим „в среднем” потому, что это количество относится к среднему расстоянию от земли до солнца. Указан­ная величина радиации называется “солнечной постоянной”. Если мы вспомним, что малая калория — это количество тепла, необходимое для нагревания 1 г воды на 1°, то легко пред­ставим, как громадно количество тепла, посылаемое солнцем на землю. Это и неудивительно, так как температура только внешней поверхности солнца равна около 6000°, а во внутрен­них слоях его температура доходит до 30—40 миллио­нов градусов. Подсчитано, что общее количество энер­гии, излучаемое солнцем в 1 секунду, равно количе­ству энергии, которая по­лучилась бы от сгорания 11600 биллионов тонн ка­менного угля. Земля полу­чает от этого излучения лишь одну двухбиллионную часть, но и эта “ничтожная” доля эквивалентна, энергии, получаемой от сжигания 5800 тонн ка­менного угля.
Если принять во внимание и высоту солнца, и продолжи­тельность дня на различных широтах, то оказывается, что, не­смотря на высокое стояние солнца летом близ экватора, боль­шая продолжительность дня берет верх над высотой солнца, и количество тепла, получаемое от солнца за день, летом убы­вает от полюсов к экватору; но в дни равноденствий, и тем более в день зимнего солнцестояния, экватор получает гораздо больше тепла, чем высокие широты.
В результате полюс в сравнении с экватором получает не так уж мало тепла: количество тепла, получаемое полюсом, за год составляет около 40% тепла, получаемого экватором, а за лето около 93%; широта 50° получает летом столько же тепла, сколько и экватор, а широта 20° даже больше, чем экватор.
Однако приведенные здесь числа получены в предположении, что земля лишена атмосферы и имеет однородную поверхность. В этом предположении и климат на земле распределялся бы по очень простому закону: температура убывала бы от экватора к полюсам, и каждая параллель имела бы свою определенную температуру. Но уже наличие атмосферы вносит в распределе­ние солнечного тепла очень значительные изменения.
Прежде всего атмосфера поглощает часть солнечной радиа­ции, главным образом потому, что в воздухе содержатся водя­ной пар и углекислота (сухой воздух почти не поглощает радиа­ции). Затем часть солнечной энергии рассеивается молекулами воздуха и частицами содержащихся в нем воды, пыли, органи­ческих примесей. Кроме того, облака отражают солнечное излу­чение. В результате земная поверхность получает не те количества солнечной радиации, которые она получила бы при отсут­ствии атмосферы, а значительно меньшие. При наличии атмосферы солнечное излучение, доходящее до любой точки земной поверх­ности, меняется в зависимости от угла падения солнечных лучей; с одной стороны, как мы видели, оно уменьшается с умень­шением угла падения, с другой — при различных углах падения оно проходит различную толщу земной атмосферы. Чем ближе солнце к горизонту, тем большую толщу должны пройти его лучи, тем больше ослабляется радиация. Когда солнце стоит в зените, лучи его проходят одну атмосферу, как говорят, одну “массу”; при угле 5° они проходят уже путь в 11 раз больший, а когда солнце находится на горизонте, его лучи проходят целых 45 масс (рис. 5). Но уменьшение солнечной радиации, зависящее от проходимой ею толщи атмосферы, не везде и не всегда одинаково, — оно зависит от содержания в воздухе водяных паров и пыли, т. е. от степени прозрачности атмосферы. Прозрачность атмосферы характеризуется так называемым “коэффициентом прозрачности”, или отношением количества солнеч­ной радиации, получаемого некоторой точкой земной поверхно­сти, к тому количеству, которое она получила бы, если бы находилась на границе атмосферы. В среднем на уровне моря до поверхности земли доходит около 75% того количества солнеч­ной энергии, которое получилось бы при отсутствии атмосферы, так что средний коэффициент прозрачности составляет около 0,75. Слова “на уровне моря” прибавляются потому, что при одной и той же прозрачности количество солнечной энергии, получае­мой данным местом, зависит не только от высоты солнца над горизонтом, но и от высоты места над земной поверхностью: при подъеме на значительные высоты внизу остаются слои атмосферы, наиболее плотные и притом наиболее богатые водяным паром и пылью. В итоге расчет количеств солнечного тепла для разных широт в различные времена года становится уже гораздо слож­нее, чем при отсутствии атмосферы.

Длина пути, проходимого солнечными лучами в атмосфере

Длина пути, проходимого солнечными лучами в атмосфере

Если мы примем в расчет атмосферу, то окажется, что, не­смотря на незаходящее солнце, полюс получит в виде прямой солнечной радиации уже гораздо меньше тепла, чем низкие широты: летом всего около 54% радиации, получаемой эквато­ром, а за год — 27%.
Рассеянная радиация. Наличие атмосферы вносит, однако, еще целый ряд осложнений в распределение солнеч­ного тепла на земной поверхности. Выше было указано, что не всё солнечное тепло доходит до земли: оно частично погло­щается, частично рассеивается атмосферой. Эта рассеянная радиация имеет большое значение для земли. Ее изучение началось сравнительно недавно.
Если прямая солнечная радиация при облачном небе умень­шается, то рассеянная, напротив, увеличивается, так как частицы воды, из которых состоят облака, обладают большой рассеи­вающей способностью. Поэтому рассеянная радиация служит некоторым дополнением к прямой; она при облачном небе доходит до нескольких десятых калории на 1 см2 поверхности. Рассеян­ная радиация, в противоположность прямой, исходит не от солнца, а из всех точек небесного свода. На севере, где в холодное время года солнце не показывается неделями из-за низкой облач­ности, рассеянная радиация значительно превышает прямую. Например, в Павловске, где наблюдения над солнечной радиа­цией уже давно поставлены были лучше, чем где-либо в мире, трудами наших русских ученых, главным образом С. И. Савинова и Н. Н. Калитина, рассчитано, что за год прямая солнечная радиация составляет примерно 40 больших калорий, а рассеян­ная— 29, причем для декабря рассеянная радиация составляет до 350% прямой (для июля 47%). Росту рассеянной радиации способствует наличие снежного покрова, так как и прямая и рассеянная радиация отражаются от снега обратно в атмо­сферу, а там вновь рассеиваются атмосферой и отражаются от облаков обратно к земле, что увеличивает общее количество рассеянной радиации.
В результате сложения количеств прямой и рассеянной радиа­ции, для каждого места получаются определенные количества суммарной или полной радиации. Но так как наблюдения над солнечным излучением, в особенности над рассеянной радиацией, в достаточной мере сложны и ведутся не так давно, подсчет суммарной радиации имеется лишь для сравнительно немногих пунктов. Некоторые данные о суммарной радиации (в больших калориях) приведены в табл. 2.

T_2
Полное количество солнечной радиации в общем возрастает с уменьшением широты и с увеличением высоты места.
Получая, таким образом, энергию, земная поверхность нагре­вается больше, чем атмосфера, и в свою очередь отдает атмо­сфере энергию, но уже в виде тепловых лучей с большой дли­ной волны. Земля должна была бы терять большое количество тепла, но атмосфера, благодаря водяному пару, а также содер­жащимся в ней углекислому газу и озону, задерживает тепловые лучи, не давая им уйти в межпланетное пространство. Хорошо известно, что в ясные тихие ночи весной и осенью нередко бывают заморозки, тогда как при облачном небе вероятность заморозков уменьшается; облака служат как бы “одеялом” для земли. При отсутствии же облаков и водяной пар задерживает земное излучение, и тем в большей мере, чем больше пара содер­жится в воздухе. Все же из верхних слоев, содержащих сравни­тельно мало влаги, известное количество тепла уходит в мировое пространство. Как приход, так и расход энергии с земной поверх­ности связаны с облачностью, влажностью, отражательной спо­собностью земли и т. и. Вычисление так называемого баланса — приходо-расхода энергии на земле — весьма сложно. В результате процессов получения и отдачи радиации, в одних зонах земной поверхности приток радиации превышает ее потерю, в других — наоборот. Есть места, которые получают радиационным путем -больше тепла, чем отдают, и оттуда должен образоваться отток тепла туда, где радиационная потеря тепла преобладает над при­током. С этим связаны и вертикальные течения в атмосфере. При расчете теплообмена нужно иметь в виду и затрату скрытой теплоты на таяние и испарение в теплое время года. Таким образом, картина получается настолько сложная, что в образовании климатов “наклон”, которому в древние времена приписывали решающее значение, оказывается далеко не решаю­щим. А. И. Воейков говорил еще в 1884 г. в своем замечатель­ном труде “Климаты земного шара”, что ведение приходо-расходной книги тепла на земле — одна из самых основных задач метеорологии; но задача точного учета теплового баланса не разрешена и сейчас.

АТМОСФЕРНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ
Общая циркуляция атмосферы — это воздушные течения крупного масштаба, которые возникают в основном благодаря неодинаковому нагреванию земной поверхности на различных широтах. При однородной земной поверхности она была бы обусловлена только радиационным балансом и откло­няющим действием вращения земли. Схема циркуляции на одно­родной земной поверхности достаточно проста. В экваториаль­ном поясе сильное нагревание создает пониженное давление и, как следствие, приток туда воздуха из более высоких широт обоих полушарий. Эти воздушные потоки под влиянием вращения земли отклоняются вправо и принимают в северном полушарии северо-восточное направление, вместо чисто север­ного, а в южном — юго-восточное, вместо чисто южного. Они носят название пассатов. Вверху на известной высоте возни­кают антипассаты — обратные течения, юго-западные в север­ном полушарии и северо-западные —в южном. С увеличением широты отклонение потоков вправо становится все больше, и антипассат на широте примерно 30—35° принимает уже чисто западное направление. В связи с непрерывным поступлением новых воздушных масс от экватора под этими широтами полу­чается скопление воздушных масс и их опускание. Пассатная циркуляция, таким образом, не захватывает полностью обоих полушарий, а заканчивается на широтах 30—35°, где образуются пояса повышенного давления, так называемые “субтропические максимумы”. Отсюда часть воздуха идет к экватору в виде пассатных потоков, часть — в умеренные широты, поэтому и в верхних слоях атмосферы умеренных широт должны суще­ствовать обратные течения. Пассаты тропических областей дуют с очень большой правильностью. Система ветров летом пере­мещается несколько к северу в связи с условиями солнечного нагревания, а к зиме — вновь сдвигается к югу. Пассатная цирку­ляция вне тропических зон носит гораздо более сложный харак­тер. Здесь большое значение приобретают отдельные циклоны и антициклоны — сравнительно небольшие и неустойчивые вихри с вертикальными осями. Они в общем перемещаются с запада на восток, потому что воздушный поток, идущий от субтропи­ческого максимума на север, все больше отклоняется к западу и на известной широте принимает западное направление. Эти вихри, и большие и малые, составляя одну систему, создают обмен воздуха между экваториальной зоной и высокими широтами. В океанах с системой ветров связаны океанические течения, которые переносят из низких широт в высокие — теплые массы воды, а из высоких в низкие — холодные массы. Течения оказы­вают большое влияние на климат прилегающих берегов. Отме­тим еще одно существенное обстоятельство, связанное с общей циркуляцией: в восходящей части большого пассатного вихря у экватора создаются благоприятные условия для охлаждения воздуха и, вследствие этого, для образования облачности и осадков. Наоборот, нисходящая ветвь в области субтропиче­ского климата характеризуется сравнительной сухостью воз­духа, связанной с нагреванием при опускании.
Муссоны. Картина воздушных течений усложняется влия­нием неравномерного распределения воды и суши на земной поверхности. Неравномерное нагревание морей и материков создает особую систему ветров, известную под названием мус­сонов. Слово “муссон” происходит от арабского “маусим” — сезон. Смена муссонов совершается очень правильно по сезонам. Как известно, материки нагреваются летом значительно сильнее, чем море, вследствие чего возникает движение воздуха с моря на сушу. Зимой, в силу более медленного охлаждения моря, создаются обратные условия распределения тепла и образуется движение воздуха с материка на море. Отклонение вследствие вращения земли соответствующим образом изменяет направле­ние этих течений.
Например, муссон Индийского океана, который летом должен быть направлен с юга на север (с моря на материк), дует в резуль­тате отклонения вправо, с юго-запада. Зимой ветер имеет северо­восточное направление (с суши на море) и совпадает с северо-­восточным пассатом северного полушария. Летний муссон Индий­ского океана несет с моря много влаги и, будучи кроме того связан с восхождением воздуха, дает значительную облачность к осадки. Зимний муссон, дующий с суши и связанный с нисхо­дящим потоком, бывает сухим и жарким. Индию называют клас­сической страной муссонов, и действительно муссон выражен здесь очень резко и определяет природу и хозяйственную жизнь страны. Во время зимнего муссона в Индии жара доходит до 40′ и выше, влажность падает до 20%, — ни облаков, ни осадков нет. Переход от сухого периода к влажному муссону происходит обычно так резко, что иногда его называют “взрывом”. Сразу возрастает облачность, температура падает, начинаются ливни. За период влажного муссона, продолжающийся обычно с июня по декабрь, выпадает примерно 90% всего годового количества осадков. В отдельные годы, когда влажный муссон запаздывает или заканчивается слишком рано, это настолько сильно сказы­вается на урожае, что нередко он совсем погибает.
Муссоны, особенно ярко выраженные в Индии, свойственны и Африке, и Австралии, и многим другим странам, где имеется достаточно резкая разница между условиями нагревания на суше и на море. На восточном побережье Азии зимний муссон, связанный с резким охлаждением Азиатского материка и образо­ванием области высокого давления, значительно сильнее летнего; благодаря господству этого материкового ветра зима на побе­режье восточной Азии холоднее, чем где-либо близ моря на той же широте. Юго-восточный летний муссон Приморья обуслов­ливает влажное лето.
Там, где температурные различия между материком и морем незначительны, нет и условий для развития муссона. Так, нет муссонов в ближайших к экватору широтах, где температурные амплитуды очень малы. Если же за муссоны принять вообще воздушные течения, характеризующиеся сменой направлений в теплое и холодное полугодия, то их можно проследить в очень многих местах, например у нас в СССР на побережьях Ледо­витого океана, Черного моря, южной части Каспийского моря, Байкала, даже Ладожского озера. Правда, эти муссоны не только несравнимы с тропическими, но нередко сводятся лишь к увели­чению повторяемости одних направлений ветра зимой, других — летом. А. И. Воейков называет настоящими муссонами лишь такие сезонные смены ветров, которые связаны и с резкими различиями в типе погоды зимой и летом, в частности, в коли­чествах осадков.
Воздушные массы и фронты. За последние 20 лет исследованиями синоптиков разработано учение о воздушных массах и фронтах, рассматривающее процессы атмосферной цир­куляции с новой точки зрения. Это учение, объединяющее процессы крупного масштаба и атмосферные вихри умеренных широт, кладется и в основу климатологических исследований.
Под воздушными массами разумеются очень большие объемы воздуха (в горизонтальном протяжении до нескольких тысяч километров), которые могут рассматриваться как “однородные тела”. Граница (поверхность раздела) двух соседних воздушных масс называется фронтом; по обе стороны фронта целый ряд метеорологических элементов изменяется скачком (температура, скорость и направление ветра и т. д.), а поэтому при прохож­дении фронта погода резко меняется. Воздушные массы обра­зуются, например, в арктических областях, в тропиках, над океанами, над очень охлажденными или очень нагретыми конти­нентами и т. п. По свойствам, связанным с местом происхожде­ния, воздушные массы и называются арктическими, тропическими, полярными, экваториальными; притом они могут быть морскими или континентальными, смотря по тому, образуются они над сушей или над океанами. Поскольку каждая масса в известной степени однородна в горизонтальном направлении, она связана и с определенным типом погоды.
Перемещение или перенос воздушных масс (“адвекция”), их изменения при прохождении и, тем более, при длительном застаивании над континентами или океанами и явления, связан­ные с образованием фронтов, — все эти три момента имеют для климата не меньшее значение, чем солнечная радиация. Они называются “циркуляционными факторами” климата. Необхо­димо отметить, что учение о во (душных массах намечает более широкие пути для исследования климата, чем методы, основанные только на рассмотрении отдельных метеорологи­ческих элементов. Понятие о воздушной массе заключает в себе, с одной стороны, представление о тех или иных сово­купностях — “комплексах” — метеорологических элементов, с другой — о вертикальном их распределении. Климатология, таким образом, становится комплексной и трехмерной.
Среднее положение основных фронтов, т. е. поверхностей раздела между основными воздушными массами, обусловлено как средним распределением солнечной энергии, так и общей циркуляцией атмосферы. Положение фронтов зимой и летом различно. Линии фронтов, которые на однородной земной поверхности были бы непрерывны и располагались бы по парал­лелям, под влиянием неоднородности ее смещаются и разры­ваются. При этом в умеренных широтах отклонения от сред­них положений особенно значительны в силу постоянного образования и перемещения фронтов меньшего масштаба, свя­занных с циклонами и антициклонами. Здесь большое влияние на погоду, а следовательно, и на климат, имеют воздушные массы, приходящие то из Арктики, то из субтропических широт; вхождения холодных масс наблюдаются чаще всего в тылу циклонов или в восточной части антициклона, а теплых — в южной части циклона или в западной части антициклона.

ВЛИЯНИЕ НА КЛИМАТ РАЗЛИЧНЫХ СВОЙСТВ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Влияние неравномерного распределения воды и суши на климат не исчерпывается только муссонами. Вода, как известно из физики, обладает очень большой тепло­емкостью. Объемная теплоемкость морской воды, т. е. коли­чество тепла, необходимое для нагревания единицы объема воды на 1°, составляет 0,93, примерно вдвое больше тепло­емкости различных почв, которая в среднем равна около 0,5. А так как удельная теплоемкость воздуха равна 0,00129, то можно подсчитать, что охлаждение 1 м3 морской воды на 1° дает количество тепла, способное н греть на тот же 1° более 3000 м3 воздуха. Особенно сильное поглощение тепла водою в океане происходит в основном благодаря постоянному перемешиванию воды, вызываемому волнением. Специальные исследования показали, что неподвижная водная поверхность не создает больших запасов тепла: из 100 получаемых единиц солнечной радиации она отдает сразу 41 единицу на нагревание прилегающего воздуха и сохраняет на нагревание верхних слоев воды лишь 59%; примерно так же ведут себя и песчаные почвы. Вода же океанов, находящаяся в постоянном движении, сбере­гает почти все 100% тепла, получаемого от солнца; на нагрева­ние воздуха идет всего 0,4%. Таким же путем, т. е. путем турбу­лентного перемешивания, происходит и перенос тепла в атмо­сфере из нижних слоев в верхние. Турбулентным движением называется беспорядочное, пульсирующее движение, при котором скорости частиц быстро меняются, и это ведет к образованию вихрей. Эти вихри, переметающиеся в вертикальном направлении, и создают вертикальный перенос тепла иногда на несколько километров над земной поверхностью. В воздухе причиной их возникновения служит трение воздушных масс о земную поверх­ность, а также местные различия в ее нагревании. Все наблю­дали турбулентные движения, проявляющиеся в виде маленьких вихрей пыли и сора у нагретой земли в жаркие летние или весенние дни. Такую же турбулентность создает волнение в верхних слоях океана, и это перемешивание в большой толще позволяет воде сохранить значительный запас тепла, который идет потом на нагревание воздуха и умеряет таким образом температурные крайности. В почвах же — и в этом коренное раз­личие суши от моря — проникновение тепла вглубь идет путем молекулярной теплопроводности.
Умеряющее влияние моря на температуру очень велико и нередко имеет для т мпературных условий гораздо большее значение, чем широта места. Приведем один из наиболее рез­ких примеров. Гебридские острова лежат у западных берегов Шотландии, Киренск — на берегу р. Лены в Восточной Сибири; широта примерно одна и та же —57,5°.
Приводим средние температуры этих двух мест за различ­ные времена года:

Sh_2
При этом годовая амплитуда, т. е. разница температур самого теплого и самого холодного месяцев, составляет для Киренска 46°, а для Гебридских островов всего около 8°. Лето на Гебридских островах прохладнее, чем в Киренске; осень, весна и особенно зима теплее. Осень на Гебритах теплее весны, а в Киренске, наоборот, весна теплее осени. Это одна из характерных черт различия между морским и материковым климатом. Она также зависит от запаса тепла в морской воде, еще поступа­ющего осенью в воздух. На Гебридских островах ни в один из зимних месяцев температура не опускается ниже +5°, а в Киренске они имеют среднюю температуру ниже —22°. Не только годовая, но и суточная амплитуда температуры над морем меньше, чем над сушей. Уменьшение температурных крайно­стей сказывается и на числе дней с морозом и без оттепели, и на междусуточной изменчивости температуры, и т. п. Влаж­ность (относительная) и облачность в морском климате также гораздо выше (летом), чем в континентальном. Ветер у берегов м рей, и тем более в открытом море, значительно больше, чем внутри материка, вследствие того, что на суше скорость ветра уменьшается благодаря трению.
Бризы. Морским побережьям свойственны особые ветры — так называемые бризы. Происхождение бризов, по существу, то же, что и муссонов: они зависят от различного нагревания супы и моря. Но в то время как муссоны — ветры с годовым периодом, бризы имеют суточный период. Днем суша нагре­вается сильнее, чем море, давление над нею становится меньше, и возникает воздушное течение с моря на сушу; ночью, на­оборот, ветер дует с суши на море. Морской бриз южных морей смягчает летнюю жару и в этом смысле имеет благо­приятное влияние на климат приморских районов. На извест­ной высоте, примерно около 1 км, течения имеют обратное направление: днем дует ветер с берега, ночью — с моря. Осо­бенно хорошо развиты бризы в тропиках, но достаточно опре­деленно они выражены и на морях умеренных широт и даже на больших озерах, преимущественно в ясную погоду. Смена берегового бриза на морской происходит в различные часы; она наблюдалась, например, в Сочи летом между 7—10 час. утра, обратная смена морского на береговой — между 6—9 час. вечера; при этом оказалось, что высота распространения ниж­него бриза все возрастает — от 100 м в 7 час. утра до 1000 м к 6 час. вечера. Наблюдаются бризы и в поймах больших рек, например на р. Волге близ г. Саратова.
Различия в условиях температуры и влажности, конечно, сказываются на природе местности и, в первую очередь, на растительности. Гебридские острова имеют лиственную лес­ную растительность, причем там могут расти и вечнозеленые растения, например лавр, плющ и т. д. Киренск относится к области тайги, т. е. хвойных лесов из лиственницы, кедра, сосны, ели, пихты.
Возьмем еще пример. Фалклэндские острова лежат у юж­ной оконечности Южной Америки на широте около 51,5°, примерно под той же южной широтой, как г. Саратов под северной. Температура самого холодного и самого теплого месяцев в этих двух местах такова: Саратов —в июле 22,0°, в январе —10,8°; Фалклэндские острова — в феврале 9,6°, в июле 2,3°.
На Фалклэндских островах природа имеет характер тундры: там плохо растут деревья, с трудом вызревают даже овес и ячмень, Саратовская же область не лишена лесов и славится своей пшеницей.
Морские течения Если мы сравним последний пример-с предыдущим, может возникнуть вполне естественный вопрос: если Гебридские и Фалклэндские острова лежат в океане и Фалклэндские острова расположены ближе к экватору, чем Гебридские, то почему же на Гебридских островах и лето, и зима теплее?
Это происходит потому, что на климат Гебридских остро­вов влияет теплое течение Гольфстрим, которое дает теплые зимы не только Британским островам, но и побережью Нор­вегии и Мурманскому порту с незамерзающим морем. Благо­даря Гольфстриму в южной Ирландии растут мирты, лавры и другие вечнозеленые растения, а зима по температурным условиям приближается к крымской.
Большое влияние на климат оказывает и холодное океанское течение, которое, например, на побережье Калифорнии дает летом значительно более низкие температуры, чем в мест­ностях, расположенных в глубь континента. Если взять две станции — Сан-Франциско и гора Тамалпаис, расстояние между которыми по горизонтали составляет всего каких-нибудь 20 км, то оказывается что, в Сан-Франциско средняя температура июля равна 13,7°, а на горе Тамалпаис 21,3°, хотя Тамалпаис лежит почти, на 700 м выше Сан-Франциско. При этом в Сан-Франциско, в силу влияния моря, самый теплый месяц не июль, а сентябрь.
Представляют интерес резкие изменения климатических усло­вий, произошедшие на побережье Перу 1925 г. под влиянием изменения в этом году направления холодного перуанского течения и приближения к побережьям Чили и Перу теплого течения Эль-Ниньо. Теплые и влажные ветры с севера принесли с собой необычайное количество осадков. Некоторые утвер­ждали, что таких дождей на побережье Перу не было 600 лет. В результате в местах, всегда пустынных, развилась роскош­ная растительность; с повышением температуры воды в море появились теплолюбивые рыбы, свойственные же этим местам виды рыб погибли. А затем, когда вновь вступили в свои права нормальные климатические условия, жизнь вернулась в прежнее русло.
Западное и северо-западное побережье Европы теплее ле­жащего в тех же широтах западного побережья Северной Америки в значительной мере и потому, что Гольфстрим у бере­гов Европы имеет более высокую температуру, чем восточная часть теплого течения Куро-Сиво, достигающая побережья Америки.
В СССР на Дальнем Востоке Охотское море замерзает, оно сравнительно мало прогревается и летом. Причина — холодное течение в Татарском проливе, отклоненное грядой Курильских островов Здесь поэтому холодное лето и холодная бесснеж­ная зима.
Не следует забывать, что наряду с влиянием течений для климата играют роль и свойства преобладающих ветров, но и сами течения обусловлены направлением господствующих ветров, а не представляют собою чего-либо самостоятельного. Однако в то же время между колебаниями температуры напри­мер Гольфстрима и северо-западного побережья Европы, не удалось подметить связи. Так, в 1928/29 г. в Западной Европе была исключительно холодная зима, а Гольфстрим в этом же году, даже собственно с 1926 г., имел температуру выше нормы. Поэтому в отдельных случаях преобладающая роль остается за вхождениями холодных или теплых воздушных масс.
Снежный и ледяной покров. Наряду с влияниями на климат обширных водных пространств, нужно сказать не­сколько слов и о влиянии пространств, покрытых снегом или льдом, на которое впервые указал А. И. Воейков.
Снег, как известно, плохо проводит тепло. Поэтому весьма важная роль снежного покрова заключается прежде всего в том, что он защищает почву и растения от сильных морозов. При­ведем одно из наблюдений Г. А. Любославского при сильных морозах в январе 1893 г. (Лесной), по которому мы сможем судить о значительности влияния снежного покрова:

Sh_3
Теперь нам будет ясно, почему в Сибири, там, где зимой выпадает мало снега, слой так называемой „вечной мерзлоты” гораздо толще, чем там, где количество зимних осадков велико.
Поверхность же самого снежного покрова гораздо холод­нее, чем поверхность обнаженной почвы. Снег сильно отра­жает падающую на него лучистую энергию. В средних широтах он отражает до 85% падающей энергии, а в Арктике, вслед­ствие очень большой чистоты и белизны, его отражательная способность, или “альбедо”, иногда превышает 90%, поэтому постоянный снежный покров очень влияет на температурные условия Арктики.
При весеннем таянии снежный покров поглощает большие количества тепла, понижая температуру воздуха. Как было указано ранее, в континентальном климате вообще весна теплее осени; но даже в таком континентальном месте, как г. Березов в Сибири, весна вплоть до мая оказывается холоднее осени именно вследствие расходования тепла на таяние снежного покрова. Поэтому и в полярных странах даже летом, несмотря на большой приход солнечного тепла, температура остается очень низкой, поднимаясь немного выше 0°, так как то коли­чество тепла, которое остается после отражения, в большой мере расходуется на таяние снега.
О влиянии ледяного покрова на климат можно сказать гораздо меньше уже потому, что чисто ледяной покров встречается в природе редко: почти всегда над льдом лежит снежный покров. Немногочисленные наблюдения на Байкале, на Цюрихском озере и в некоторых местах арктических стран показывают, что лед пропускает некоторое количество тепла из лежащей под ним воды, и поэтому воздух вблизи покрытых льдом боль­ших водоемов до известной степени нагревается. Этим объяс­няют сравнительно ровный годовой ход температур зимой в Арктике и сдвиг минимума на конец зимы, когда ледяной и снежный покров утолщается. Но не надо забывать, что и в Арктике имеются большие пространства воды, свободные ото льда, а кроме того зимой здесь нередко наблюдаются теплые воздушные массы с юга.
Очень важным моментом для климатических условий является таяние снежного покрова в бассейнах рек и ледяного покрова на самих реках. На громадном большинстве больших рек поло­водье зависит не столько от выпадающих осадков, сколько от таяния снегов. Особенно высоки уровни воды бывают в том случае, когда снег выпадает на мерзлую почву, так как при его таянии вся вода стекает в реку, не успев впитаться в почву. Такие условия, например, вызвали наводнение в 1908 г. в Москве, когда вода поднялась почти на 9 м выше ординара. Интересно отметить, что в бассейне р. Амура, где выпадает зимой очень мало снега и половодье приходится не на весну, а на лето,— оно связано с летними дождями.
Влияние гор на климат. Влияние гор на климат двояко. С одной стороны, значительные горные хребты служат препят­ствием для переноса воздушных масс и поэтому являются во многих случаях климатическими границами. Отметим, что теп­лые воздушные массы, как более мощные по вертикали, обычно легче переходят через горные хребты, холодные же чаще всего не превышают высоты хребтов и вынуждены обтекать их.
С другой стороны, внутри самих горных областей возникают свои местные климатические различия в зависимости от высоты места, рельефа, расположения места в долине или на склоне, направления склона и др. Правда, типы погоды в горах суще­ственно не изменяются в сравнении с равнинной местностью тех же районов, но эти типы в горах или на равнине могут давать совершенно различные значения основных метеорологи­ческих элементов, и поэтому влияние рельефа на климат нужно рассматривать особо.
Примером горного хребта, являющегося климатической гра­ницей, может служить хребет Яйла в Крыму, отделяющий южный берег Крыма от центральной степной части. Средняя температура января и февраля на южном берегу близка к +5°, а средняя температура отдельных дней спускается ниже —5° лишь в очень редких случаях и не каждую зиму. Это происхо­дит потому, что, с одной стороны, Яйла преграждает путь на южный берег холодным северным ветрам; с другой стороны, влажные морские ветры с Черного моря имеют сюда беспре­пятственный доступ. Повышенная температура и влажность резко сказываются на характере растительности. В то время как центральная часть Крыма носит степной характер, на его южном берегу свободно растут лавр, магнолии, глицинии, мимозы.
В Симферополе дней с морозами 53, в Ялте 40; средний минимум в Ялте —8°, а абсолютный —15°, в Симферополе средний минимум —20°, а абсолютный в 1929 г. был даже —32°. Климатические условия южного берега Крыма позволяют исполь­зовать его для курортов трудящихся Советского Союза
Еще более резкой климатической границей является Кавказ­ский хребет. Кавказские горы гораздо выше Крымских и рас­положены как раз на пути господствующих юго-западных и северо-восточных ветров. Вся защищенная горами Кавказа полоса побережья Черного моря имеет влажную и теплую зиму. Здесь зима значительно теплее, чем в Крыму. Сочи имеет среднюю зимнюю температуру порядка 7°, Батуми — порядка 8°. Количество осадков к югу все возрастает, и Батуми, как изве­стно, принадлежит к самым дождливым местностям СССР. Колхидская низменность — долина Риона, окруженная с трех сторон горными хребтами и открытая с запада морским влаж­ным ветрам, — отличается очень высокой влажностью и высо­кими температурами. Здесь растут не только те вечнозеленые растения, которые мы встречаем в Крыму, но успешно возделывается чай, бамбук, мандарины, лимоны, рис и другие субтро­пические растения. Но с слишком влажное лето и особенно­сти почвы мало благоприятны для винограда, который прекрасно удается в Крыму или на Кавказском побережье Черного моря близ Новороссийска и Анапы, где осадков меньше. В лесах Закавказья растут и дикие субтропические растения — гранат, хурма, различные лианы; последние иногда делают леса непро­ходимыми без топора.
По другую сторону Кавказского хребта, в районе Минераль­ных Вод, морозы зимой доходят до —30°, в Пятигорске сред­няя температура января —5°. На северных склонах, особенно при теплых вхождениях, часто образуются туманы, которые, однако, почти не наблюдаются на высоте более 800 м, Кисло­водск, расположенный на этой высоте, нередко имеет ясную и тихую погоду, тогда как в Ессентуках (600 м) стоит сплош­ной туман при сильном ветре. Зимой эти туманы очень часто дают настолько мощный гололед и изморозь, что в районе Минеральных Вод, несмотря на принимаемые меры, часто бывают обрывы электропроводов.
Уральский хребет, в силу общих условий циркуляции, не создает такого большого различия в климате по западную и восточную стороны, но количество осадков на западном склоне все же значительно выше, чем на восточном: средняя сумма осадков в Уфе 599 мм, в Челябинске 366 мм. Распо­ложены они примерно на одной широте.
Влияние гор на климат в большей или меньшей степени имеет место во всех горных районах, но в зависимости от расположения горных хребтов, их высоты и общ ix условий цирку­ляции характер и интенсивность этого влияния меняется. Например, Гималайский хребет вызывает грандиозное количество осадков в северо-восточной части Индии Юго-западный очень теплый и влажный муссон оставляет на южных склонах Гима­лайских гор такое количество влаги, которое не наблюдается почти нигде на земном шаре. Станция Черапунджи вошла во все учебники, как место с максимальным количеством осадков: в среднем за год здесь выпадает 11640 мм, из них 10150 с мая по сентябрь. С ноября по февраль осадков выпадает всего 130 мм— типичное выражение муссонного климата. На побе­режье Бенгальского залива, через которое муссон проникает в северо-восточную Индию, количество осадков всего около 2000 мм; оно даже приблизительно не достигает такой вели­чины, как в Черапунджи, где ливни обусловлены именно динамическим поднятием муссона по склонам хребта. В 1861 г. в Черапунджи выпало 22 900 мм осадков, из них 9300 мм в одном июле; 14 июня 1876 г. выпало 1036 мм за одни сутки! Если бы эта вода не стекала и не испарялась, она дала бы слой более 1 метра глубины (рис. 6). Это суточное количество дождя примерно вдвое больше, чем нормальные годовые суммы осадков для Москвы.

Высота максимального количества осадков, выпавших за одни сутки; высота годового количества осадков

Высота максимального количества осадков, выпавших за одни сутки; высота годового количества осадков

Благодаря расположению Кавказского хребта на пути влаж­ных морских ветров, на Черноморском побережье Кавказа годо­вые суммы осадков очень высоки. В Батуми выпадает за год около 2500 мм осадков. Максимальное суточное количество 261 мм. Рис. 6а дает наглядное представление о высоте слоя поды, который выпадает в среднем за год в Черапунджи и в Батуми.
Для климатов собственно горных местностей, т. е. климатов вершин, долин, горных склонов, имеет значение прежде всего высота над поверхностью земли, затем форма рельефа — котло­вина, плоскогорье, отдельная вершина, склон того или другого направления.
Общее влияние высоты места, хотя его трудно отграничить от влияния рельефа, заключается в понижении температуры по мере возрастания высоты. Понижение температуры происхо­дит вследствие удаления от основного источника нагревания — земной поверхности — и увеличения потери тепла излучением: ближе к земной поверхности остаются более плотные, влажные и запыленные слои, задерживающие лучеиспускание. Падение температуры с высотой летом значительно больше, чем зимой. Летом максимальное падение температуры, или, как говорят, вертикальный градиент, доходит до 0,7° на 100 м поднятия, зимой он порядка 0,3°. Лето на горах значительно прохладнее, чем в низинах; для зимы разности температуры между горами и низинами меньше. В горах, особенно на отдельно стоящих вершинах, градиент температуры больше, чем в свободной атмосфере. Так как общее количество водяного пара с высотой убывает, абсолютная влажность на горах меньше, чем в низи­нах; для относительной же влажности трудно указать какую-либо определенную закономерность. Во многих горных местно­стях часты туманы; зимой они дают очень большие количества изморози и гололеда, которые иногда покрывают и здания, и метеорологические установки сплошным толстым слоем. На больших высотах, из-за малого содержания влаги в воздухе, это явление уже не встречается.
О влиянии форм рельефа на климат, в частности на суточ­ную амплитуду температуры и влажности, А. И. Воейков дал следующее общее положение: при прочих равных условиях, на высоких плато суточная амплитуда больше, чем на отдельно стоящих вершинах, а в котловинах еще больше, чем на плато. Это объясняется тем, что ночью к отдельно стоящим верши­нам, благодаря обмену, из окружающей атмосферы свободно приносится воздух, более теплый в это время суток; в котло­винах, напротив, из-за отсутствия обмена застаивается холод­ный воздух. Днем воздух в долинах соприкасается с большей, сравнительно сильно нагреваемой площадью земной поверхности, а на вершины, наоборот, приходит более холодный воздух из свободной атмосферы. Суточная амплитуда относительной влаж­ности также больше в долинах, чем на холмах.
При облачности и сильных ветрах различия в суточном ходе температуры и влажности сглаживаются.
Уменьшение температуры с высотой влияет на характер ландшафта и растительности. Поднимаясь от подножия гор до высот 3500 — 4000 м мы проходим за несколько часов целый ряд климатических поясов — от субтропиков до Арктики.
Однако необходимо указать и на инверсии, или “обращения” температуры, т. е. повышения температуры с высотой, вместо обычного понижения. Инверсия при определенных условиях возникает в свободной атмосфере, чаще всего при антицикло­нических положениях, когда развиваются нисходящие движе­ния. У земли нередки инверсии зимой, когда нижние слои воздуха сильно охлаждаются путем излучения; наконец, бывают и фронтальные инверсии при вхождении холодных воздушных масс, над которыми сохраняется более теплый воздух. Инверсии нередки на побережьях, омываемых холодными течениями1. Эти общие положения усиливаются в горах влиянием рельефа: холодный воздух стекает по склонам в низины и там застаивается. Поэтому при ветре обычно инверсий не бывает: вызываемое ветром перемешивание не дает холодному воздуху застаиваться внизу. Инверсии в отдельных случаях могут быть очень значи­тельными. Например, в Павловске близ Ленинграда наблюдалась 13 января 19.4 г. температура у земли —19,9′, а на высоте 1500 мм в свободной атмосфере — 3,5°, на 16,4° выше. 1910 г. в начале декабря здесь же стояла некоторое время ясная тихая морозная погода; 7 декабря при температуре —11,6° и влаж­ности 89% у земли на высоте 520 м было +6,8° и влажность 40%, на высоте 3150 м —7,0° (но все же еще теплее, чем у земли) и влажность 29%. Эта инверсия принадлежала к типичным инверсиям сжатия в антициклоне, когда нижние слои воздуха, охлаждаясь и уплотняясь, растекаются горизонтально в стороны, воздух оседает и сжимается, и нисходящее движение, как уже говорилось раньше, ведет к повышению температуры и уменьшению относительной влажности. В Восточной Сибири при сильнейших морозах, когда в Верхоянске температура падала до —49°, неподалеку в горах на Семеновском руднике (высота 1020 м) температура была —28°; такие случаи бывают там нередко. В Забайкалье, на Яблоновом хребте, температура на склонах гор постоянно бывает выше, чем внизу, с октября — ноября по март, что сказывается и на ее средних величинах. Замечено, что деревья распускаются вверху несколько раньше, чем на дне долин. Интересные наблюдения произведены были. в Пикане Амурской области в трех пунктах, расположенных на высотах 239, 319 и 582 м. По средним данным оказа­лось, что с осени и до мар­та, а также летом утром и вечером, на горе теплее, чем внизу (рис. 7), где уже в сентябре было 18 дней с морозом, тогда как на горе всего 3. Особенно показа­тельны разницы в абсолют­ных минимумах. Например, с 3 по 13 августа абсолют­ный минимум в долине был —5,0°, на склоне l,0°, на горе +9:9°. В 1915 г. в долине в январе было отме­чено —57,0°, а на горе —39,2°. В некоторых местах на Урале наблюдается даже своеобразное “обращение” растительности: в долине растут сосна и береза, выше — дуб, еще выше — липа и клен, — все более теплолюбивые породы. Подобные явления могут наблюдаться и в других горных местностях: и на Кавказе, и на Алтае, и в Хибинах, и т. п.

Суточный ход температуры в Пикане зимой

Суточный ход температуры в Пикане зимой

Распределение температуры и влажности в горах сильно усложняется еще рядом других условий — направлением склона, его крутизной и т. п., но этих наблюдений пока еще мало.
На горах, за исключением высоких плато, уменьшается суточный ход температуры и влажности; на высоких же плато он нередко возрастает. Чередование нисходящих и восходящих течений может в горах давать резкие скачки влажности: так на Кавказском хребте над Гаграми 21 марта 1930 г. на самой станции наблюдалась относительная влажность 1%, а в окрест­ностях можно было видеть полное насыщение и туман. Летом облачность в горах обычно бывает меньше всего утром, позднее, вследствие восходящих течений, она возрастает, а к вечеру падает вновь; зимой, напротив, облачность уменьшается к по­лудню. Зимой в горах бывает больше ясных дней, чем в низи­нах, что, в связи с относительно высокой температурой и чистотой воздуха, делает горные местности особенно пригодными для курортов.
Количество осадков в горах обычно возрастает с высотой, в некоторых случаях на известной высоте обнаруживается зона максимума осадков, выше которой они убывают, но точного закона здесь не установлено, тем более, что в горах трудно защитить дождемер от выдувания снега. Нужно упомянуть об очень большом развитии в горах изморози и гололеда, осо­бенно там, где горы расположены недалеко от моря. Когда ветер дует с моря, он приносит все новые и новые массы влажного воздуха и образует на деревьях и на зданиях мощ­ные слои гололеда и изморози; на больших высотах, где содер­жание влаги в воздухе значительно убывает, это явление выражено уже не так резко. На Мархоте, близ Новороссийска (435 м), иногда, как указывает долголетний наблюдатель Мархотской станции А. Ю. Лютницкий, горы и леса за одну ночь покры­ваются такой изморозью, что снизу ее легко можно принять за выпавший на горах снег; а когда изморозь начинает осы­паться—она дает на земле покров в 4—5 см высотой, иногда даже до 10 см. Гололед нередко ломает деревья в лесу, обры­вает провода, на стенах зданий нарастает лед толщиной до 6 см. На Брокене в Саксонии дней с твердым налетом бывает до 137 в году. Некоторые исследователи указывают, что общее коли­чество осадков от одних только изморози и твердого налета на горах Лапландии может доходить до 1000 и даже 2000 мм.
Скорость ветра в горах, как правило, возрастает с высотой и, в особенности на отдельно стоящих вершинах, может дости­гать очень больших значений. Свойственный высотам сильный ветер случалось ощущать всякому, кто путешествовал в горах; при этом ночью в горах, в противоположность низинам, ветер сильнее, чем днем. Но в горных местах, защищенных еще более высокими горами, сильных ветров не бывает и даже средняя скорость ветра очень мала. Так, Алма-Ата и Гуниб в Дагестане отличаются очень малыми скоростями ветра. В Гунибе средняя скорость ветра за год составляет всего 1 м/сек. Напротив, на Мархотском перевале нередки ураганы до 50—60 м/сек и больше; на горе Вашингтон в Северной Америке на высоте 1915 м был отмечен порыв ветра 102 м/сек.
Горно-долинные ветры. В горах, вследствие их тепло­вого и механического влияния на воздушные течения, возни­кают ветры местного характера. В долинах, особенно в ясную погоду, правильно дуют особые ветры, носящие название “горно-долинных”. Днем они дуют из долин вверх в горы, ночью, наоборот, с гор в долины. Эти ветры, хотя и чисто местные, однако могут достигать силы 8—10 м/сек и оказывают существенное влияние на климатические условия. Днем они уносят нагретый воздух из долин и ослабляют влияние солнечного нагревания, ночью, наоборот, умеряют охлаждение, и поэтому в результате уменьшают амплитуды температуры. Они также сглаживают и разности в содержании водяного пара между горами и долинами. Основная причина возникновения этих ветров— неравномерное нагревание долин и гор в сравнении со свободной атмосферой на соответствую­щих высотах, что вызывает особого рода местную циркуляцию. Каждому потоку внизу, как это мы имеем в большом масштабе в пассатах и как это наблюдается в морских и береговых бри­зах, отвечает противотечение вверху; но мощность местной цир­куляции невелика и зависит от высоты самих гор.
Фены. Почти повсюду в горных долинах, преимущественно зимой и весной, дует чрезвычайно сухой сильный теплый ветер, называемый “феном”. Иногда за несколько часов фен растопляет громадные количества снега. Так, в Альпах в Гриндевальде был случай, когда слой снега в 1 м толщиной стаял под влиянием фена в один день. При таком бурном таянии со склонов гор низ­вергаются лавины, л мая на своем пути деревья и снося камни. Погода сразу, даже среди зимы, принимает весенний ха­рактер. Долгое время альпийский фен принимали за горя­чий ветер, дующий из Сахары, что, казалось, подтверждали его теплота и сухость Только в конце XIX века этому явле­нию нашли правильное объ­яснение. Оказалось, что фен связан с динамическими при­чинами, а именно образованием повышенного давления по одну сторону хребта и пониженного — по другую. Перетекая вследствие разностей давления через хребет, воздушные массы охлаждаются вначале на 1° каждые 100 м, а когда достигнуто насыщение, часть водяного пара выделяется в виде облаков и осадков (феновая стена); с этого момента при дальнейшем подъеме воздушные массы охлаждаются примерно на 0,5—0,6° на каждые 100 м поднятия. Дойдя до вершины хребта, воздух теряет часть водяного пара и становится значительно более сухим, поэтому, опускаясь на подветренной стороне, он, как ненасыщенный, нагревается уже на 1° на каждые 100 м и все более удаляется от насыщения. Если хребет достаточно высок, воздух приходит вниз очень теплым и сухим (рис. 8). Это объяс­нение очень схематичное; оно дает лишь представление о самой сущности явления.

Схема фена

Схема фена

Фены особенно резко выражены на северных склонах Аль­пийских гор, но они встречаются и на прочих склонах горных хребтов при соответствующих синоптических положениях. На­пример, фен наблюдался в первых числах мая 1935 г. на боль­шом протяжении Кавказского хребта. В Кисловодске было 29″, в Нальчике 32°, в Гунибе 26° при влажности 14%, на ст. Казбек 4/v 24°. К концу дня 4/V к северному Предкавказью приблизи­лась тыловая часть циклона, жара сменилась обложными дождями, температура упала до 9° в Кисловодске и до 1° на ст. Казбек. Во время этого фена снега в горах начали бурно таять, и уровень р. Герек при выходе из гор поднялся сразу на 0,5 м. Еще более по­разительны бывают фены среди зимы. При фене в декабре 1879 г. температура во Владикавказе (ныне Дзауджикау) поднялась с утра 1/XII до 13 час., 2/XII с 2,5 до 20.2°, а влажность упала с 94 до 27%; сила ветра достигала 14 м/сек. Вечером ветер перешел с юга на северо-восток, и температура упала до 8,7°, а влажность поднялась до 81%. В Гаграх во время фена 30/ХII 1906 г. наблюдался такой ход температуры и влажности:

Sh_4
Даже и для Гагр температура 23,6° в 9 часов вечера в декабре является чрезвычайно высокой.
Фены придают своеобразный характер климату горных мест­ностей, где они особенно распространены, и влияют как на при­роду, так и на самочувствие человека. Многие, особенно нерв­ные люди, страдают во время фена бессонницей, сердцебиением и т. п. В Швейцарии это состояние так и называется “феновой болезнью”; врачи приписывают его мелким колебаниям — “пуль­сациям”— атмосферного давления. Нередко летом и весной су­хость и теплота фена оказывают неблагоприятные действие и на растительность. Восточные ветры в Кутаиси, носящие фе-новый характер, особенно сухи и жгучи. Если востоко-юго-восточные ветры дуют в течение недели, вся роскошная расти­тельность Имеретии поражается засухой; при таких ветрах трудно дышать, человек изнемогает; листья деревьев коробятся, отпадают, и деревья обнажаются, как осенью. В Кутаиси в году насчитывается 114 дней с фенами, причем максимум (15 дней) приходится на декабрь. Зимой в Западном Закавказье повторяе­мость фенов вообще так велика, что, как указал еще Воейков, относительная влажность здесь зимой меньше, чем летом,— ход, обратный обычному. Фены дуют и в горах полярных стран. В Упернавике (Гренландия) 24 XI 1875 г. был отмечен восточный фен, который дул с ледяных высот внутреннего плато, дости­гающего 3000 м, и повысил температуру до +10° (на 25° выше нормы); в Исландии 10 1 1892 г. температура при западо-северо-западном ветре поднялась между 4 и 8 час. утра с —21,2° до 6,6°. Нередки фены и на Новой Земле; в исследования фенов Арктики внесли много ценных данных наблюдатели наших аркти­ческих станций.
Очень сильные ветры типа фенов, носящие название “чинук”, дуют на восточном склоне Скалистых гор в США. Чинук дует с запада и юго-запада иногда по 3—4 дня; зимой он бывает настолько теплым, что иногда, не превращаясь в воду, за корот­кий срок испаряется слой снега в 30 см толщиной. Снег тает, как будто на него направили струю пара или ток воды. В штате Монтана в ночь с 27 на 28/ХII 1894 г. термометр поднялся за 7 часов с —40 до +4,4° (почти на 45°). Благодаря чинуку, к востоку от Скалистых гор плоды созревают быстрее, чем на западной стороне; на восточной стороне создаются более бла­гоприятные условия для скотоводства, так как является воз­можность скорее переводить скот на подножный корм.
Основное значение при фене имеет не столько поднятие воздуха на наветренном склоне, сколько опускание на проти­воположном. Если хребет недостаточно высок, то большого динамического нагревания при опускании не получается, и фен теряет свой типичный характер теплого и очень сухого ветра.
Бора. В некоторых горных странах, особенно вблизи побе­режий, дует ветер также динамического происхождения и по существу родственный фену, но не теплый, а холодный, — его называют “бора”. Бора отличается от фена тем, что, с одной стороны, она создается более холодной массой, а с другой, — возникает при опускании с невысоких хребтов, и поэтому воз­дух не успевает достаточно нагреться. Бора давно известна на побережье Адриатического моря близ Триеста, но особенной силой она отличается в Новороссийске. Горный хребет, идущий вдоль Новороссийского берега, сравнительно невысок (500—600 м); при вторжении холодных воздушных масс на Северном Кавказе создается высокое давление и, если притом на Черном море имеется барометрический минимум, возникают северо-восточные ветры очень большой силы, нередко близкой к урагану. Тем­пература иногда падает ниже —20°, усугубляя катастрофическое действие этого ветра. Поднимающиеся с поверхности моря брызги мгновенно леденеют на берегу и на судах, находящихся в бухте; набережная покрывается слоем льда до 3—4 м толщиной, зда­ния по берегу также обледеневают, лед иногда закупоривает окна и двери, даже печные трубы, так что жители не могут топить печи (рис. 9). Во время особо жестокой бури 12/I 1848 г. на Новороссийском рейде погибло 4 судна Черноморской эс­кадры, затонув под тяжестью ледяной коры. Вот выдержка из описания гибели одного из этих судов— тендера “Струя”:

Обледенелая набережная во время боры в Новосибирске

Обледенелая набережная во время боры в Новосибирске

“На носу начала нарастать ледяная кора, которая, постепенно утолщаясь, мало по малу наклоняла носовую часть судна книзу … Все усилия замерзавшей команды были направлены к тому, чтобы обрубить лед и не дать тендеру затонуть. Раскаливали на камбузе топоры, били лед ломами, лили кипяток, но все напрасно — ледяная кора росла. К ночи бора еще больше рас­свирепела. Ледяная пыль резала кожу до такой степени, что она слезала с лица и рук; оттого потом погибших матросов не могли отличить друг от друга. При этих невозможных условиях русские матросы не падали духом и даже ухитрились перета­щить к корме все орудия, хотя они со своими станками до того примерзли к палубе, что составляли с нею одно целое. Лед медленно и упорно утолщался. Общее изнеможение перешло все границы. Многие от непомерной усталости и холода стали засыпать и тут же замерзали. Холод, лед и вода захватывали героев с безжалостной, беспощадной постепенностью…”
А немецкий метеоролог Ганн называет “ужасной” бору в Триесте, при которой температура была не меньше +3° и ветер доходил всего до 10 м/сек.
При новороссийской боре в отдельных, правда, сравнительно редких случаях, сила ветра доходит до 50 м/сек и больше. А. И. Лютницкий в течение более 25-летней своей работы на Мархотской станции имел возможность наблюдать много слу­чаев боры. Вот, например, его описание боры в апреле 1912 г. „Это было что-то чудовищное. Со здания станции сорвало всю крышу с балками и стропилами и швырнуло вниз на сотню метров. Ветер выдавил окна вместе с внутренними ставнями, выдавил двери… в дом я буквально полз на животе и момен­тами мне казалось, что меня отрывает от земли. Сила ветра была в этот день больше, чем в тех случаях, когда по ураганомеру была отмечена скорость 60 м/сек, и Лютницкий полагает, что она превышала 100 м\сек. При наиболее сильных порывах бора разрушает здания, вырывает столбы, опрокидывает гру­женые вагоны. При этом в открытом море буря прекращается, так что бора ограничивается лишь сравнительно узкой при­брежной полосой. В результате действия боры средняя годовая скорость ветра на Мархотском перевале составляет 9,2 м/сек,— больше, чем где-либо в СССР. В Новороссийске средняя скорость ветра за три зимних месяца равна 7 м/сек.
Как и фен, бора наблюдается в очень многих горных странах. Встречается она и в Арктике, в частности на Новой Земле, где достигает нередко очень большой силы. К этим же ветрам принадлежит “норд” в Баку и бури на Байкале, называемые “сармой”, от р. Сармы, в устье которой они особенно резко выражены. Сарма по жестокости и разрушительной силе близка к новороссийской боре. В Южной Франции жестокие северо-западные ветры типа боры носят название “мистраля” (“госпо­дин”, “хозяин”). Вообще, бора возникает всюду, где сравнительно теплое море (или озеро) отделено от холодных долин невысо­кими хребтами. Так, и на Черноморском побережье бора пре­кращается, постепенно ослабевая, примерно около Туапсе, где прибрежный хребет уже достигает значительной высоты.
Влияние направления склонов (экспозиции). Необхо­димо остановиться и на тех климатических различиях, которые создаются в горах в зависимости от того или иного направления склон в и долин. Казалось бы, что южные склоны должны по­лучать больше тепла, чем северные; но здесь иногда имеет значение крутизна склона. При большом наклоне, порядка 15°, южный склон получает меньше тепла.
Однако обычно южные склоны теплее, в чем можно убе­диться и по характеру природы. На Урале и в Сибири южные склоны гор нередко носят степной характер, тогда как север­ные покрыты лесом. Земледелие на южных склонах идет выше, чем на северных.
Для климатических условий склонов и долин имеет очень большое значение также их направление относительно господ­ствующих ветров. Один из резких примеров — два ущелья на Кавказе близ Боржоми, — Бависхеви и Квабисхеви. Первое на­правлено с запада на восток, в него имеют свободный доступ влажные морские ветры, и оно покрыто тою же растительностью, как и само закавказское побережье Черного моря: там можно видеть вечнозеленые кустарники, папоротники, лианы и т. п. Ущелье Квабисхеви, начинающееся очень близко от Бависхеви, направлено с севера на юг; от влажных ветров оно закрыто, и здесь нет уже ни вечнозеленых кустарников, ни даже каш­тана и бука.
Влияние растительности. Климат влияет на расти­тельный мир, но и растительность, в свою очередь, влияет на климат. Прежде всего, если поверхность покрыта густой расти­тельностью, то слоем, воспринимающим и отдающим тепло („деятельным слоем”, как назвал его Воейков), служит уже не поверхность земли, а поверхность растительности, которая е отношении поглощения, пропускания и отражения солнечной радиации отлична от поверхности почвы; кроме того, с поверх­ности растений испаряется много влаги. Больше всего, конечно, может влиять на климат лес. Лес испаряет большое количество воды, поэтому после вырубки лесов почва нередко заболачивается. Но так как сама почва в лесу испаряет меньше влаги, чем в местах, не защищенных лесом, то бывают и обратные соотношения. Этот вопрос вообще сложен и не вполне выяснен. Также мало выяснен пока вопрос о влиянии леса на выпадение осадков над самим лесом и в окружающей местности. Лес имеет бесспорное влияние на сток воды в реки; снег в лесах тает позднее и медленнее, и благодаря этому в реках, берега кото­рых покрыты лесом, более долгое время поддерживается срав­нительно высокий уровень воды.
На скорость ветра лес оказывает задерживающее действие, которое, как и вообще для препятствий, сказывается не только в самом лесу, но и на некотором расстоянии за лесом. Но эти влияния относятся уже скорее к области образования местного климата, к чему мы вернемся позднее. Влияний же крупного масштаба на климат лес, по-видимому, не оказывает.